陆相湖盆的几何形态和充填样式主要受控于构造运动、湖平面升降和沉积物供给^[1]。在稳定的坳陷背景下,沉积物供给和不同频次的气候变化共同控制着湖泊的演化^[2]。与湖泊的主动扩张相对,湖泊的消亡（即湖平面下降）一般有两种形式,一种是气候不断干旱背景下湖域面积萎缩和湖平面的主动下降（即强制湖退）,在我国中西部大多数现代湖泊较为常见（如岱海湖、鄂尔多斯盆地和准噶尔盆地）^[3⁃7]；另一种则是潮湿气候下沉积物快速充填湖泊导致陆地面积持续增大和基准面降低（即正常湖退）,例如鄱阳湖和渤海湾盆地^{[3⁃4,8⁃9]}。湖泊的萎缩和消亡一般是以上两种湖退方式的循环和多期叠加,但是不同期次主要以怎样的方式消亡未受到普遍重视。

国内外学者根据构造演化和基准面变化提出了陆相湖盆“坡折带控砂”和“湖岸线控砂”两种控砂机理,后者更适用于基准面高频变化的浅水坳陷湖盆砂体展布规律^[10⁃12]。在不考虑风浪和湖流作用的前提下,湖平面在三角洲的下平原内波动,在最高和最低湖泛面之间形成多期岸线的水上分流河道砂体和河—坝复合砂体,前缘则形成河—坝复合砂体和河口坝砂体^[13⁃14]。然而,国内外学者更重视高频基准面变化对陆相湖盆砂体类型的控制作用,常忽视沉积微相和复合砂体的时空分布对湖泊不同演化期次的低频响应。据此,以饶阳凹陷肃宁—大王庄构造带为例,利用岩心、测录井和三维地震等资料,综合岩石学和地震沉积学两种证据,分析和总结研究区古湖泊演变的过程和期次,建立稳定坳陷背景下湖泊多期次扩张—消亡低频演化模式,并分析该模式与沉积微相时空分布的关系。

饶阳凹陷是渤海湾盆地西北部冀中坳陷的次一级负向半地堑式构造单元,是冀中坳陷中南部最大的富油凹陷,面积约6 300 km²。肃宁—大王庄地区整体为一东抬西倾的鼻状构造,面积约490 km²,东北为河间—窝北洼槽,西南为留西洼槽,探明地质储量约7×10⁷ t。向河间洼槽方向发育弧状断裂带,洼槽中心断裂不发育^[15]。下渐新世时期,肃宁—大王庄地区位于饶阳凹陷中央隆起带西北部缓坡带,东南邻两个沉积中心（现河间洼槽和留西洼槽所在位置）,与东南部陡坡带相对（图1）^[15⁃16]。

图  1  饶阳凹陷肃宁—大王庄地区地理位置和下渐新统顶部断裂分布

Figure 1.  Location of fault systems at the top of the Lower Oligocene in the Suning⁃Dawangzhuang area of the Raoyang Sag

饶阳凹陷渐新世以来的构造演化可以划分为三个阶段：盆地抬升充填期I（Es₂）、盆地扩张深陷期（Es1x）和盆地抬升充填期II（Es1s~Ed）,肃宁—大王庄地区自渐新世以来湖盆以坳陷为主（图2）^[17]。根据Vail经典层序地层学理论,饶阳凹陷古近系可划分为两个构造层序和八个三级层序。沙一段可划分为两个体系域,湖侵体系域对应两个四级层序（Es1xII~Es1xI油组）,介于T4和T4-1地震反射界面之间；湖退体系域对应四个四级层序（Es1sIV~Es1sI油组）。东营组东三段湖侵体系域可划分为两个四级层序（Ed₃V~Ed₃IV油组）,由T3界面分割（图2）^[18⁃19]。Es1xII油组沉积了一套灰白色砂岩和暗色泥岩互层的“尾砂岩”,具有区域性分布的特点；Es1xI油组以暗色泥岩、油页岩、白云岩和顶部厚层砂岩为主,是全区等时对比的标志层；Es1sIV~Es1sI油组主要发育薄互层灰白色砂岩和泥岩,泥岩颜色自下而上由暗色向红色渐变；Ed₃V~Ed₃IV油组发育一套薄互层杂色砂岩、灰白色砂岩和红色泥岩（图2）^[20⁃21]。

图  2  肃宁—大王庄地区古近系构造演化和地层特征

Figure 2.  Tectonic evolution and stratigraphic features during the Paleogene in the Suning⁃Dawangzhuang area

三角洲相可划分为三角洲平原亚相、三角洲前缘亚相和前三角洲亚相,在研究区Es1s和Ed₃亚段广泛分布。三角洲平原由薄互层杂色细砂岩和红色泥岩组成,指示长期暴露的水上沉积环境,可进一步划分为水上分流河道、天然堤和水上支流间湾3种微相,主要分布于Es1sIV~Ed₃IV油组。正旋回杂色细砂岩岩心具平行层理和斜层理,底部见冲刷面和泥砾,是水上分流河道微相的典型标志。单一分流河道厚3~5 m,自然伽马曲线呈箱型或钟形,可见多期河道叠置（图3a、图4a）。分流河道周缘的杂色泥质粉砂岩可见上攀交错层理,指示天然堤微相（图4b）。红棕色泥岩主要发育于水上支流间湾微相,偶见负载构造,自然伽马曲线贴近泥岩基线（图3a、图4c）。三角洲前缘由薄互层灰白色细砂岩和灰色泥岩组成,指示长期水下沉积环境,可进一步划分为水下分流河道、河口坝、水下支流间湾、席状砂和远砂坝5种微相,主要分布于Es1xI~Ed₃IV油组。正旋回灰白色细砂岩岩心具平行层理,可见底部冲刷面和泥质撕裂屑,是水下分流河道微相的典型标志。单一分流河道厚2~5 m,偶见多期河道叠置,自然伽马曲线呈钟形（图3b,c、图4d）。反旋回灰白色细砂岩自然伽马曲线呈漏斗形,可见波状交错层理,偶见碳屑,指示河湖交互环境下形成的河口坝微相,单一河口坝厚1~3 m（图3b,c、图4e）。河口坝大多不完整,常与上覆分流河道叠置,形成“坝上河”,可见冲刷面,自然伽马曲线呈现钟形与漏斗形的叠置（图3b,c、图4f）。灰色泥岩主要发育于水下支流间湾微相,自然伽马曲线贴近泥岩基线（图3b,c）。此外,席状砂和远砂坝微相分布较少,仅在测井曲线上能够观察到,分别呈现齿形和孤立漏斗形（图3b,c）。前三角洲亚相主要沉积厚层暗色泥岩夹薄层灰色砂岩,见螺化石,自然伽马曲线贴近泥岩基线（图3c、图4h）。

图  3  肃宁—大王庄地区下渐新统单井相划分

Figure 3.  Sedimentary facies analyses in the Lower Oligocene, Suning⁃Dawangzhuang area

图  4  肃宁—大王庄地区下渐新统典型岩心照片

Figure 4.  Photographs of typical cores from the Lower Oligocene, Suning⁃Dawangzhuang area

湖泊相在研究区Es1x和Es1s亚段广泛分布,不同时期湖泊面积存在较大差异,可以划分为滨浅湖亚相和深湖—半深湖亚相。滨浅湖亚相主要由薄互层灰色细砂岩和暗色泥岩组成,指示还原沉积环境,主要分布于Es1xII~Es1xI油组。滩坝以多期叠加或薄层的反旋回灰色钙质细砂岩为主,属于碎屑岩滩坝,可见波状复合层理和透镜状层理,偶见地震成因的软沉积变形（如球枕构造）,单一滩坝厚1~3 m,自然伽马曲线呈漏斗形（图3d,e）。滨浅湖泥以暗色为主,自然伽马曲线贴近泥岩基线（图3d,e）。半深湖—深湖亚相主要分布于Es1xII~Es1xI油组,一般发育灰黑色泥岩、灰褐色油页岩,局部夹薄层灰黑色粉砂岩和灰褐色白云岩,可见水平层理、页理和生物扰动（图3d~f、图4j,k,m）。

选取40余口探井,在岩心相分析的基础上利用GR测井曲线形态识别出11种沉积微相,重点统计5种偏砂相在不同沉积时期的出现频率（图5）。由于三角洲前缘分流河道总是侵蚀前期的河口坝,叠覆于河口坝之上形成“坝上河”,这种垂向叠置关系在一定程度上反映了高频基准面的变化,故在水下分流河道和河口坝的基础上增加一种砂体类型,称为河—坝复合体^[22⁃27]。这也意味着统计中的“分流河道”是指三角洲平原水上分流河道,而“河口坝”则是指未被河道下切的完整河口坝（图5a）。总体上,分流河道的占比最高,河—坝复合体次之,其余沉积微相比例较小。自B时期至E时期,分流河道占比由30%增长至50%,河—坝复合体占比由20%增长至40%,而河口坝、席状砂和远砂坝的数量逐渐减少。另外,除了D沉积时期,B、C和E沉积时期偏砂相数量是增加的（图5b）。钻遇的分流河道和河—坝复合体指示着湖泊逐渐消亡的过程。

图  5  Es1sIV~Ed₃IV油组沉积微相类型和分布

Figure 5.  Types and distribution of sedimentary microfacies, Es1sIV⁃Ed₃IV oil groups

沉积物粒度和颜色是判断沉积环境的重要指标。根据机械沉积分异原理,随着河流和湖泊水动力逐渐减弱,向湖方向沉积物粒径减小,即自湖泊边缘至湖中心呈现粗砂—细砂—粉砂—泥的平面展布规律。随着湖域萎缩和水深变浅,粗粒陆源碎屑向湖进积,自下而上“粒度由细变粗、泥岩颜色由暗及红”的演化序列^[28]。

宁68井的岩心描述可以看出,Es₁^sIII油组发育一套暗色泥岩与薄层灰白色砂岩互层,指示长期的水下还原环境；而Es1sII油组以一套红色泥岩和与薄层灰白色砂岩互层,反映了氧化—还原的过渡环境,Es1sIII和Es1sII油组砂岩粒度组分均以粉砂和细砂为主。Ed₃IV油组砂岩粒度组分以细砂和中砂为主,沉积一套红色泥岩与杂色砂岩互层的陆相红层,指示陆上氧化环境。这样的变化趋势反映了湖泊面积缩小、水深变浅的演化过程（图6）。

图  6  宁68井岩心相分析

Figure 6.  Well Ning 68 core analysis

暗色泥岩一般形成于长期的水下低能环境,其厚度的变化趋势与古水深呈正相关,可以反映古水深的变化趋势^[21]。通过统计研究区井点的暗色泥岩厚度并绘制等值线图,从而表征古水深的分布,0 m等值线可以定性的代表某一沉积时期长期稳定的湖岸线位置。结果表明,A~E沉积时期,暗色泥岩的分布范围逐渐减小,从早期的全区分布最终缩小到河间洼槽,指示古水深变浅、湖泊面积减小的趋势,残余湖泊的位置位于河间洼槽（图7）。

图  7  肃宁—大王庄地区下渐新统暗色泥岩厚度分布

Figure 7.  Thickness maps of Lower Oligocene dark mudstone, Suning⁃Dawangzhuang area

90°相位转换后的地震剖面的0 mm振幅对应岩性界面,地震反射同相轴则与地质体具有良好的对应关系（图2）。T3反射层顶拉平后,同相轴的产状可以反映三角洲的前积角,进而定性的反映水深。三角洲相总体上呈现断续中—弱振幅的偏砂相,顺物源方向自下而上显示叠瓦状前积和隐性（叠瓦状）前积,垂直物源方向则呈现透镜状。滨浅湖亚相和深湖—半深湖亚相分别呈现连续中—弱振幅的偏泥相和连续强振幅的偏泥相。垂向上,地震反射自下而上由连续强振幅偏泥相和叠瓦状前积的偏砂相向隐性前积转化,指示水深向上变浅的趋势（图8）。

图  8  肃宁—大王庄地区下渐新统地震反射特征（90°相位转换后,剖面位置见图1）

Figure 8.  Seismic reflection features of the Lower Oligocene, Suning⁃Dawangzhuang area after 90° phasing (see location in Fig.1)

均方根振幅属性与砂岩厚度具有良好的相关性,可以反映三角洲等陆源粗碎屑体系的平面展布^[29]。通过分析均方根振幅的数值正态分布,将地震属性切片归一化处理,归一化均方根振幅的中值可以近似作为陆地和湖泊的分界线。结果表明,A~E沉积时期,湖泊面积分别约占研究区的75%、70%、50%、30%和10%,A和B沉积时期湖域缩小速度较慢,C~E时期湖域快速萎缩,最终局限于河间洼槽（图9）。

图  9  肃宁—大王庄地区下渐新统归一化均方根振幅属性切片

Figure 9.  Normalized RMS amplitude stratal slices of the Lower Oligocene, Suning⁃Dawangzhuang area

综上所述,饶阳凹陷肃宁—大王庄构造带下渐新统垂向上砂岩粒度由细变粗、泥岩颜色由暗变红、地震前积反射由叠瓦状向隐性转变、陆源粗碎屑沉积体系面积增大,这些趋势代表着湖域面积萎缩和水体深度变浅的过程,指示着湖盆稳定坳陷背景下,渐新世时期饶阳凹陷古湖泊经历了一次完整的扩张（A期）至消亡（B~E期）的低频演化过程。

在沉积微相类型分析的基础上,利用归一化均方根振幅属性切片、自然伽马测井曲线形态和砂地比绘制了Es1xII~Ed₃IV油组的优势沉积微相平面图,作为确定湖泊演化期次的标准（图5a、图9~11）。在稳定的构造背景下,研究区物源主要来源于西南部和西部,东南部也有物源供给但规模较小,不同时期湖岸线位置和湖域面积差异明显。河流波及范围和湖泊的面积可以定性表征湖泊的演化过程,其中河流的支流数量和流域指示湖泊的沉积物供应速率,湖泊的面积指示湖平面的升降,三角洲平原生长的速率指示湖泊演化的快慢。例如,河流流域越大,支流数量越多,湖泊面积也随之减小,指示湖泊的被动充填；河流流域越小,支流数量越少,而湖泊面积依然缩小,指示湖泊的主动收缩^[30]。据此,根据湖侵、强制湖退和正常湖退将研究区古湖泊的演化划分为5个阶段：快速主动扩张期、缓慢被动收缩期、快速被动收缩期、缓慢主动收缩期和缓慢被动消亡期（图11）。

图  10  肃宁—大王庄地区下渐新统砂地比分布

Figure 10.  Sand⁃to⁃bed ratio contour maps in the Lower Oligocene, Suning⁃Dawangzhuang area

图  11  肃宁—大王庄地区下渐新统沉积微相演化

Figure 11.  Sedimentary microfacies maps of the Lower Oligocene, Suning⁃Dawangzhuang area

这一时期,缓坡带主要发育三角洲前缘—滨浅湖沉积体系,陡坡带局部发育近岸水下扇沉积体系。三角洲的延伸范围相对较小且以前缘为主,介于7~12 km。早期的分流河道和河口坝被改造为平行于岸线的椭圆状或长条状滩坝,单个滩坝面积约48 km²（图11a）。这说明研究区湖平面升高,水体迅速加深,形成了湖域面积较大的深水—半深水湖盆,河流的进积作用较弱,风浪和湖流作用较强。

这一时期,缓坡带和陡坡带均发育三角洲前缘—滨浅湖沉积体系,在研究区中央呈汇聚趋势。缓坡带三角洲前缘的面积扩大明显,来自不同物源的沉积物不断充填湖盆,指状河—坝复合体延伸距离增大,以西南部三角洲最为明显且进积方向逐渐偏向河间洼槽（图11b）。这说明湖泊水体较上一时期略微变浅,沉积物保持较高的速率充填湖泊,湖泊以正常湖退为主,但是由于可容纳空间依然很大,湖泊面积整体上没有显著减小。

这一时期,缓坡带和陡坡带均发育三角洲平原—三角洲前缘—滨浅湖沉积体系,两个方向的物源在研究区中央汇聚并向河间洼槽进积,三角洲平原的面积迅速扩大,面积约1 152 km²,三角洲前缘和湖泊局限于河间洼槽及周缘,仅是三角洲平原面积的三分之一。三角洲平原分流河道的分布很广,分支较多,形成密集河网,在末端形成大量指状河口坝（图11c）。这说明河流处于洪水期,具有较强的水动力和充足的物源供给。随着沉积物的持续供给,湖泊被大面积充填,水体变浅且地形坡度逐渐平缓,湖泊以正常湖退为主。

这一时期,缓坡带和陡坡带均发育三角洲平原—三角洲前缘—滨浅湖沉积体系,两个方向的物源向河间洼槽进一步汇聚,三角洲平原的面积较上一期没有明显增加,三角洲前缘和湖泊的面积略有减小,河口坝分布于分流河道的末端,河流支流较上一期明显减少且呈树枝状分布（图10d）。这说明河流能量减弱并进入枯水期,水动力条件减弱导致沉积物的搬运能力下降,湖泊仅小幅度的收缩,湖泊以强制湖退为主。

这一时期,缓坡带和陡坡带均发育三角洲平原—三角洲前缘—滨浅湖沉积体系,三角洲平原的面积较上一期有所增加,湖泊面积进一步大幅度缩小,分流河流逐渐将湖泊封闭。三角洲平原分流河道继续决口分叉,并在向源方向形成零星的河漫湖泊,在末端形成大量指状河口坝,部分分流河道逐渐向现今的沉积中心白洋淀汇聚（图10e）。河流的支流数量有所增加指示河流水动力和沉积物供给也相应增强,湖泊以正常湖退为主。

早渐新世时期饶阳凹陷古湖泊演化可以概括为一次完整的扩张—消亡过程,不同的湖泊演化时期造就了不同微相砂体的平面展布（图11,12）。湖泊快速扩张时期,湖平面上涨导致早期形成的三角洲前缘分流河道和河口坝被湖浪和风暴改造为滩坝（图11a）；湖泊的被动收缩（即正常湖退）造就早期广阔的三角洲前缘指状河—坝复合砂体和后期大规模三角洲平原网状分流河道体系（图11b,c,e）；湖泊的主动收缩（即强制湖退）则与树枝状分流河道体系相对应（图11d）。

图  12  古湖泊多期次扩张—消亡演化模式

Figure 12.  Multi⁃stage expansion⁃to⁃regression model of paleo⁃lakes

低频的湖泊演化对不同类型复合砂体的垂向分布也具有很大影响。首先,高频湖平面的波动范围有限,湖泊的低频的消亡过程可造成相同类型的复合砂体较上一期向湖迁移,垂向上形成不同类型复合砂体的叠置,分流河道和河—坝复合体数量向上增加,河口坝数量向上减少（图5b、图12）。再者,随着三角洲面积的扩大,以分流河道为主的偏砂相数量较多,正常湖退起主导作用使河—坝复合体的数量也有所增多。相反,干旱气候背景下湖泊消亡以强制湖退为主,虽然三角洲面积扩大,但是大部分分流河道进入枯水期或被废弃,导致河道类型以水上分流河道为主且数量较少（图11b、图12）。

（1） 饶阳凹陷肃宁—大王庄构造带下渐新统自下而上三角洲平原分流河道增加、砂岩粒度由细变粗、泥岩颜色由暗变红、暗色泥岩分布范围减小、地震前积反射由叠瓦状向隐性转变、陆源粗碎屑沉积体系面积增大,这些证据均证明了湖域面积的萎缩和水体深度的变浅,指示古湖泊一次完整的扩张—消亡低频演化过程。

（2） 饶阳凹陷肃宁—大王庄构造带早渐新世古湖泊演化可以划分为5个期次,分别为快速主动扩张期、缓慢被动收缩期、快速被动收缩期、缓慢主动收缩期和缓慢被动消亡期。

（3） 古湖泊的扩张—消亡低频演化过程影响着不同类型复合砂体的垂向分布。湖泊主动扩张将早期形成的分流河道和河口坝改造为滩坝,正常湖退背景下湖泊的充填造就广阔的三角洲前缘河—坝复合砂体和三角洲平原网状分流河道体系,而强制湖退背景下湖泊的收缩则形成树枝状分流河道体系。湖泊的消亡使相同类型的复合砂体较上一期向湖迁移,垂向上形成不同类型复合砂体的叠置。